Министерство природных ресурсов Российской Федерации открытое акционерное общество “башкиргеология”

Вид материала

Книга

Содержание Вендские интрузии

Подобный материал:

• Министерство природных ресурсов и экологии федеральная служба по надзору в сфере природопользования, 1265.77kb.
• Открытое акционерное общество "Машиностроительное производственное объединение им., 23.93kb.
• 1 Министерство природных ресурсов Российской Федерации, 92.07kb.
• Министерство природных ресурсов российской федерации государственная служба охраны, 1601.17kb.
• Во исполнение Указов Президента Российской Федерации от 9 марта 2004, 331.34kb.
• О состоянии и об охране окружающей среды, 62.59kb.
• Зарегистрирован: утвержден, 485.99kb.
• Открытое акционерное общество «Плещеницлес», 296.76kb.
• Решением внеочередного общего, 375.7kb.
• Утвержден Общим собранием акционеров Открытого акционерного общества, 408.31kb.

Вендские интрузии

Криволукский комплекс умеренно-щелочных габбродолеритов (Vkl) имеет локальное развитие в восточной части Башкирского мегантиклинория в урочище Кривая Лука по р. Белая [III₂¹-Б] и представлен межпластовыми залежами в отложениях криволукской свиты. Максимальные мощности силлов не превышают 60 м, они сложены средне- и крупнозернистыми пойкилоофитовыми габбродолеритами, замещенными вторичными минералами. Изредка наблюдаются реликты клинопироксена, отмечаются альбитизированный калиевый полевой шпат и редко псевдоморфозы оливина. Габброиды характеризуются повышенной меланократовостью, глиноземистостью, магнезиальностью, щелочностью, пониженной железистостью и умеренной титанистостью. Возраст комплекса определяется геологически однозначно: на габбродолеритах местами с размывом залегают отложения нижнего венда. В.М. Горожаниным (1990) для пород этого комплекса получена Rb-Sr датировка в 660 млн. лет.

В Башкирском мегантиклинории щелочные габброиды образуют две родственные серии пород: калий-натриевых умеренно-щелочных долеритовэссексит-долеритов (миселинский комплексVms) и калиевых, натрий-калиевых меланократовых сиенитовмонцонитовэссексит-долеритов (авашлинский комплексVav [III₂¹-3]). Миселинский комплекс [III₂¹-Б] был выделен П.Н. Швецовым и др. [76]. Комплексы представлены единичными силлами и дайками мощностью от нескольких метров до 56 м и протяженностью 1 км и более. Миселинский комплекс включает кварцсодержащие биотитовые умеренно-щелочные габбродолериты, эссексит-долериты, эссекситы и редко умеренно-щелочные лейкодолериты, эссексит-порфиры; авашлинский  меланократовые сиениты, близкие к шонкинитам, монцониты и эссексит-долериты. Все типы пород замещены вторичными минералами. Для них характерны повышенные титанистость (до 6% TiO₂), железистость, окисленность и щелочность, повышенные содержания фосфора, рубидия, циркония. Возрастное положение щелочных габброидов описанных комплексов, кроме петролого-петрохимического сходства с вулканическими формациями раннего венда, определяется залеганием их в допалеозойских отложениях, трансгрессивным налеганием на них ордовикских отложений и K-Ar датировками в интервале от 602 до 670 млн. лет [1].

Лысогорский комплекс пикрит-пикродолеритовый (V?ls) объединяет около десятка пологозалегающих секущих заметно дифференцированных тел в тараташском метаморфическом комплексе и в нижнерифейских толщах его обрамления [III₂¹-1]. Пластообразные тела по данным бурения имеют мощности от 6 до 58 м при установленной протяженности по падению и простиранию соответственно до 1 и 2 км. Краевые части интрузий обычно сложены закаленными пикробазальтами, а расслоенные серии  нижней пикритовой (25 м) и верхней пикродолеритовой (до 50 м) зонами. В последней зоне часто наблюдаются шлиро- и прожилковидные выделения биотитовых эссексит-долеритов. Комплекс к венду отнесен в значительной мере условно. K-Ar определения возраста пикродолеритов 62850 и 6749 млн. лет, а биотитовых эссекситдолеритов в прожилках  182630 млн. лет, возраст пикритов определяется интервалом от 1800 до 1100 млн. лет [1,2]. Породы отличаются повышенными содержаниями титана (около 2 % TiO₂), магнезии (1617 % МgО) и щелочей (около 2 % К₂О+Na₂О).

Ахмеровский комплекс гранитный (Vah) представлен одноименным небольшим (1,6 км²) массивом нормальных биотитовых гранитов, прорывающих нижнерифейские отложения белорецкого метаморфического комплекса [III₂¹-5]. В эндоконтакте массива наблюдаются породы, близкие к гранодиоритам. По ясно выраженной гнейсовидной текстуре пород массива и присутствию в них метаморфогенного граната определяется синтектонический характер гранитоидов. Из акцессорных минералов обычны флюорит, циркон и ортит. Возрастное положение комплекса определяется интрузивным соотношением их с раннерифейскими отложениями и K-Ar оценкой возраста биотита из гранитов в 600 млн. лет [2].

Барангуловский комплекс гранитный (Vbr) включает Барангуловский и Мазаринский массивы и более мелкие тела на Уралтауском антиклинории восточнее г. Белорецк и пос. Тирлянский, локализованные в полосе длиной около 25 км [III₂²-2]. Барангуловский массив при размере 10 х 5 км вытянут с юго-запада на северо-восток. Мазаринский массив на поверхности представлен несколькими телами. Внедрение гранитоидов комплекса сопровождается гранитизацией вмещающих пород. Гранитоиды барангуловского комплекса представлены в основном крупнозернистыми неразгнейсованными гранитами, близкими по составу к лейкократовым гранитам или аляскитам с повышенными содержаниями кремнезема (7576%) и фтора. А.А. Краснобаевым и др. [60] для цирконов из гранитов Барангуловского массива U-Pb методом получена датировка в 66060 млн. лет.

Венд-кембрийские интрузии

Венд-кембрийские апограниты (γV-?) выделены С.А. Зориным (1989) в северном замыкании Тараташского антиклинория в районе Козлиных гор [III₂¹-1] (Козловогорский комплекс), слагающий пластовое тело среди сланцев венда, прослеженное на 2600 м при ширине от 100 до 400 м; падение его восточное 20-30^о. Апограниты подверглись интенсивной альбитизации, флюоритизации и окварцеванию. В зоне западного эндоконтакта распространены мусковитовые апограниты. Козловогорские апограниты обладают ниобий-циркониевой минерализацией. Венд-кембрийский возркаст описанных апогранитов принят условно [187].

Позднекембрийскораннеордовикские интрузии

Багрушинский комплекс риолитов (?₃–О₁bg) распространен в северо-восточной части Башкирского мегантиклинория [III₂¹-1] в виде маломощных даек и жильных тел в Кусинско-Златоустовском районе и покровов лав, кластолав и туфов восточнее г. Нязепетровск. Породы комплекса близки к кислым породам нормальной и несколько повышенной щелочности. Начало формирования комплекса и его аналогов на Урале, по данным И.Л. Лучинина (1968), относится к позднему кембрию, так как нижнеордовикские отложения залегают на кислых вулканитах с размывом и развитием предордовикской коры выветривания на них. В то же время становление субвулканических фаций комплекса могло быть значительно растянуто, так как известны интрузивные соотношения риолитов с нижнеордовикскими отложениями. Для жильных риолитов Багрушинских гор известна датировка K-Ar методом в 4796 млн. лет [1].

Раннесреднеордовикские интрузии

Нерасчлененные ультрамафиты раннегосреднего ордовика (О_1-2), в том числе и спартаковского комплекса (О_1-2sp) Восточно-Уральского поднятия [III₄] представляют собой в разной степени серпентинизированные альпинотипные гипербазиты дунит-гарцбургитовой формации, слагающие протяженные близмеридиональные пояса (Сугомакско-Кацбах-ский, Касаргинско-Казбаевский, Муслюмовский и др.), реже отдельные массивы и мелкие изолированные тела. Залегая среди образований докембрия и нижнего палеозоя, они всюду имеют тектонические контакты. Судя по реликтовым структурам и реже реликтовым первичным минералам, серпентиниты в большинстве своем образовались по гарцбургитам, реже дунитам, но преобладают породы, полностью утратившие свой первоначальный состав. Как правило, это лизардитовые и лизардит-антигоритовые серпентиниты. В магнитном поле серпентинитовым телам соответствуют локальные положительные аномалии сложной морфологии; в аномальном гравитационном поле подавляющее большинство серпентинитовых тел тяготеет к гравитационным ступеням, что объясняется приуроченностью их к зонам разломов.

Местами в ассоциации с альпинотипными офиолитовыми гипербазитами встречаются тела специфических высокомагнезиальных габбро со свойственными им высокой известковистостью (СаО до 15%), бедностью железом и калием. Эти особенности сближают указанные габбро с альпинотипными гипербазитами, те и другие составляют комплементарную пару: рестит ультраосновного состава  габбро [27].

Ранне-среднеордовикский возраст рассмотренной группы пород принят условно по их месту в общем эволюционном ряду палеозойских интрузивных образований Южного Урала. Альпинотипные гипербазиты в Муслюмовском, Новокатенинском и других полихронных массивах интрудированы габброидами и гранитоидами позднего ордовика, чем и определяется их верхний возрастной предел. Ранний-средний ордовик  это время максимального растяжения коры в связи с заложением Уральской палеозойской геосинклинали и наиболее вероятное время формирования альпинотипных гипербазитов.

Кемпирсайско-войкаринский комплекс (О_1-2k) нерасчлененных ультрамафитов приурочен к гипербазитовому поясу Главного Уральского разлома и сопряженному с ним Вознесенско-Присакмарскому моноклинорию [III₂², III₃¹] (К.К. Золоев, 1981; Д.С. Штейнберг и др., 1977; И.С. Анисимов, 1983; Ш.Н. Кац и др., 1980; В.В. Бабкин и др., 1982). Тела ультрамафитов здесь приурочены к крупным региональным разломам, простирание большинства массивов близмеридиональное, размеры их колеблются от нескольких до сотен метров. Наиболее крупным массивом является Миндякский. По материалам Ш.Н. Каца (1980), он прослеживается в близмеридиональном направлении на 28 км, при ширине от 200 м до 24 км и имеет тектонический контакт с вулканитами силура и с метаморфизованными вендскими (?) отложениями. В приконтактовых зонах серпентиниты интенсивно рассланцованы, дислоцированы, будинированы и пронизаны прожилками серпофита. Контактовая зона с габброидами насыщена телами габбродолеритов интесивно амфиболизированных. Миндякский массив сложен гарцбургитами, плагиоклазовыми лерцолитами и их серпентинизированными разностями. Ультрамафитовые массивы чаще полностью серпентинизированы. Серпентиниты представлены хризотиловыми и хризотил-антиго-ритовыми разностями, помимо серпентина присутствуют магнетит, хлорит, карбонат, кварц, игольчатый амфибол, гранат и брусит. В контактовых зонах развиты листвениты и талькиты. По составу листвениты представлены кварц-карбонатными, тальк-карбонатными разностями, содержащими в примесях фуксит, альбит, хромшпинелиды, магнетит, пирит и гидроокислы железа. Талькиты состоят из талька с редкими зернами магнетита и хромшпинелидов.

Другим, наиболее крупным массивом описываемого комплекса является Нуралинский, который расположен в зоне Главного Уральского разлома, занимая площадь около 100 км². Наиболее детально массив и окружающая его зона меланжа изучались Г.Б. Рудником (1965), Г.Н. Савельевой (1987), Б.Д. Магадеевым (1975, 1981), С.Г. Самыгиным (1980) и др. Вулканогенно-осадочные толщи, ультрабазиты, габброиды и амфиболиты слагают деформированный пакет пластин, надвинутый к западу на кварциты и кристаллические сланцы Башкирского мегантиклинория. По данным Г.Н. Савельевой (1987), массив состоит из двух тел  южного и северного. Южное тело, выступающее на хребте Нурали, сложено лерцолитами, плагиоклазовыми лерцолитами, дунитами и серпентинитами. На восточных и юго-восточных склонах хребта обнажаются гарцбургиты, в которых по мере удаления от границы с лерцолитами нарастает количество дунитов. Ширина полосы выходов лерцолитов составляет 1,51,8 км, гарцбургитов и дунитов  от 0,4 до 1,8 км. Восточнее в невысоких грядах обнажаются полосчато чередующиеся дуниты, верлиты, клинопироксениты и вебстериты (ширина выходов 0,40,6 км). Роговообманково-плагио-клазовые амфиболиты и тоналиты, расположенные восточнее, отделены от пироксенитов рассланцованными серпентинитами. Раннесреднеордо-викский возраст кемпирсайско-войкаринского комплекса принят по аналогии с другими массивами ультрамафитов, также приуроченными к гипербазитовому поясу Главного Уральского разлома.

Кракинский комплекс (О_1-2kr) дунит-гарцбургит-лерцолитовый дунит-гарцбургитовой формации включает массивы Северный, Средний, Узянский и наиболее крупный Южный Крака [III₂³]и небольшие тела в ядре Тирлянской синклинали [III₂¹-6]. Расположенные в северной части Зилаирского синклинория Кракинские массивы почти со всех сторон окаймляются вулканогенно-осадочными породами силура и только местами отложениями зилаирской свиты. Массивы Крака по составу довольно однородны и почти полностью сложены ультрамафитами. Только в краевых частях массивов наблюдаются включения кварцитопесчаников, вулканитов, кремнистых сланцев, известняков, которые рассматриваются либо как останцы трансгрессивно залегающих на гипербазитах осадков [79, 84], либо как останцы тектонического покрова на гипербазитовой постели [54], или как ксенолиты вмещающих пород в ультрабазитах [72]. В краевой части ультрабазиты интенсивно или полностью серпентинизированы, на удалении от контактов серпентинизация их относительно невысокая или слабая. В сложении интрузии участвуют дуниты, гарцбургиты (преобладают), лерцолиты, резкоподчиненные им плагиоклазовые лерцолиты и жильные пироксениты. Внутреннее строение массивов отличается четкой вертикальной зональностью, описанной Р.А. Соколовым (1948), Г.Х. Кашинцевым и др. (1976), Е.А. Денисовой (1990) и др. В крайней юго-западной части массива Средний Крака А.В. Клочихиным и др. (1969) закартирован Сухолядовский массив габброидов площадью до нескольких квадратных километров, имеющий интрузивные контакты с ультрабазитами. По химизму главные типы пород массивов Крака однотипны с соответствующими членами альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации. По данным В.Н. Павлова и И.И. Григорьевой-Чупрыниной (1973), содержание фаялитовой составляющей в оливинах из всех пород интрузии колеблется в пределах 7,59,8 мол. %, а содержание ферросилита в энстатитах  от 7,2 до 7,8 мол. %. В ультрамафитах массивов Крака нередко наблюдаются, особенно в краевых частях массивов, жилы и дайки амфиболизированных и соссюритизированных долеритов при мощности до нескольких метров иногда прослеживающихся с перерывами до 2,5 км.

В вопросах о времени, условиях и месте формирования массивов Крака среди исследователей нет единого мнения. Послераннекаменноугольное время формирования Кракинской интрузии ультрамафитов впервые было обосновано Р.Э. Квятковским (1933) и поддержано позднее Г.А. Соколовым (1938), А.В. Клочихиным и др. (1974), В.П. Логиновым (1970). Д.Г. Ожиганов (1941) развивал представление о раннесилурийском или кембрийском возрасте формирования массивов Крака. Эта точка зрения была поддержана и развита С.В. Москалевой (1973), отстаивающей докембрийский возраст ультрамафитов. По имеющимся данным ультрамафиты массивов Крака: а) залегают в ядре антиклинальной структуры в виде сложного батолита [79, 84]; б) внедрились в виде мощного лакколита в ядро синклинальной структуры [72]; в) образуют маломощные тектонические пластины, остатки огромного тектонического покрова, сохранившегося от размыва в осевой части синформы [54, 56].

В 50 км северо-восточнее массивов Северного Крака в Тирлянской синклинали откартированы три незначительных по разлому тела ультрамафитов. По данным В.И. Козлова (1969) они имеют сходное строение с ультрамафитами массивов Крака.

Среднеордовикские интрузии

Вознесенский комплекс габбро, габбродиоритов, диоритов и плагио-гранитов (δO₂vn) слагает ряд небольших массивов, расположенных к юго-востоку от Челябинского плутона [III₄⁴ , III₅¹]. Типовым является вытянутый в меридиональном направлении Вознесенский массив, имеющий длину 12 км и ширину около 2,5 км. Такситовый характер слагающих его пород обусловлен вариациями минерального состава и типов структуры отдельных разновидностей. Массив локализован среди контрастных по составу (от базальтов до риолитов) вулканитов ордовикской саргазинской свиты. Ореол контактовых изменений последних достигает 1000 м. Возраст интрузивных образований комплекса оценивается как среднеордовикский на основании представления об их комагматичности упомянутым выше вулканитам и по данным изотопных K-Ar определений, варьирующих в интервале от 430 до 480 млн. лет [А.И. Грабежев и др., 1992; Б.А. Пужаков, 1999].